气象学讲议解读Word格式文档下载.docx

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3、空气的基本性质

混合气体的分压定律：

混合气体的总压强等于各气体分压强之和。

大气压强=P干+e

气体状态方程PV/T=恒量，无论气体状态如何变化，它的压强与容积的乘积，与绝对温度之比，始终保持不变。

虚温的物理意义：

湿空气因有水汽存在，它比同温同压下的干空气密度要小，如果在压强不变的条件下，升高干空气的温度，使其密度与湿空气密度相等，这个升高后的干空气的温度成为虚温。

4、大气结构

一般常考虑气温的垂直分布、大气的电离状况等物理特征：

对流层、平流层、中间层、暖层、散逸层。

对流层最大的特点：

气温随高度的增高而降低的，每增高100米，气温降低0.65℃；

另一特点：

空气有规则的垂直运动和无规则的乱流运动都相当强烈。

气团：

气象学上把水平方向上物理属性比较均匀的一大团空气称为气团，分为暖气团和冷气团

锋：

冷暖气团之间的这种过度区成为锋区，常把锋区看成一个面，成为锋面，锋面与地面的交线称为锋线。

锋分为冷锋、暖锋、准静止锋。

冷锋:

冷空气前进推动暖空气移动的锋。

暖锋：

暖空气前进推动冷空气移动的锋。

准静止锋：

移动很慢的锋。

第3章

1、影响下垫面的因子

⑴下垫面的热量差额：

下垫面热量收入与支出之差。

⑵下垫面的热属性：

容积热容量：

单位体积的物质，温度变化1℃所需要吸收或放出的热量。

水的容积热容量最大，水﹥泥炭﹥沙粒和粘土﹥雪﹥空气

一般随土壤湿度的增大而增大，随土壤空隙度的增大而减小。

导热率：

表示物体传递热量的能力。

土壤固体成分﹥土壤中水﹥土壤中空气，当土壤中孔隙度增大时，土壤中空气含量增多，导热率减小；

而当土壤中湿度增大时，土壤中一部分空气被水所代替，导热率增大。

2、土壤温度

土壤中温度的变化从土壤表面向深处传播规律：

⑴温度变化周期在土壤各层均保持不变。

⑵如土壤深度按算术级数增加，则土壤温度变幅按几何级数减小，在某一深层变得极小。

⑶日、年温度恒温层的深度与温度变化周期的平方根成正比。

⑷最高和最低温度出现的时间随深度的增加而落后。

3、土壤温度的日变化：

最高温度出现在13时左右，最低温度出现在近日出的时候。

影响因子：

太阳高度角、地形、土壤颜色、导热率、热容量、天气

土壤温度年变化：

在北半球中高纬度地区，土壤表面月平均最高温度出现在7-8月，月平均最低温度出现在1-2月。

纬度愈高的地方，土壤温度的年较差愈大，这是由于太阳辐射的年变化随纬度的增高而增大的缘故。

土壤温度的铅直分布：

日射型、辐射型、过渡型。

日射型：

土壤温度随深度的增加而降低的类型。

辐射型：

土壤温度随深度的增加而升高的类型。

过渡型：

日射型和辐射型同时存在的情况。

积雪覆盖的影响：

雪的导热率小，积雪层就相当于土壤与空气之间的绝热垫，阻碍他们热量交换，冬季积雪层对土壤有保温作用。

另外由于雪面对太阳辐射的反射作用很强，而且又是良好的长波辐射体，所以雪面的辐射差额常为负值，加上雪的导热率很小，不能及时从较深的土壤传来热量，补偿雪面的辐射失热，结果使雪面的温度常比它上面的空气温度低。

4、空气的增热和冷却过程

绝热过程：

当空气块和外界之间不发生热量交换，气压增高时，气块因压缩而增温，气压降低时，气块因膨胀而升温，这种因膨胀和压缩所引起空气温度的增温和冷却过程是绝热过程。

非绝热过程：

是指空气块和外界发生热量交换而引起温度局地的变化。

途径有：

分子传导、辐射、水相变化、对流、乱流，对大气中热量传递所起的作用以对流和乱流为主。

5、气温的日、年变化

气温日变化：

有一个最高值和一个最低值，最低温度出现在日出前后，夏季在14-15时、冬季在13-14时出现最高温度，以后又逐渐降低。

影响气温日变化规律的因子：

纬度和季节、地形、下垫面性质、天气状况和海拔高度。

影响气温年变化的因子：

纬度、地形、下垫面性质、天气和海拔高度。

气温年变化类型：

赤道型、热带型、温带型、极地型。

6、对流层气温的铅直分布：

对流层中，温度随高度的升高而降低。

气温的铅直递减率（用高度每增加100米，空气温度降低的数值来表示）为0.65℃/100米。

r=-（t上-t下）/（z上-z下）

7、大气中的逆温

气温随高度递增的空气层，叫做逆温层

根据逆温层形成的原因可分为：

辐射逆温、平流逆温、下沉逆温、乱流逆温、锋面逆温。

辐射逆温：

由于下垫面强烈辐射冷却而形成的逆温。

平流逆温：

暖空气平流到冷的地面或冷的水面上形成的逆温。

锋面逆温：

冷暖两种气团相遇，由于锋面上下暖冷空气的温差较大而形成的逆温。

第四章大气压力

1、静力方程

⑴静力方程-dp/dz=ρ*g

结论：

两个不同高度上气压的差值，等于这两个高度之间单位截面积空气柱的重量；

当dz＞0，因为方程右边不可能为负值，所以dp＜0，即气压随高度的增加是降低的；

由于g近于常数，所以气压随高度的增加而减小的快慢主要决定于空气密度。

密度大的气层减小的快，密度小的气层减小得慢。

⑵铅直气压梯度（GZ）：

就是每升高或降低单位距离，气压减小或增大的数值。

干空气GZ=3.41*P/Tmb/100m当气温不变时GZ随着气压的升高而增大，当气压不变时，GZ随着气温的升高而减小。

在气压高或气温低时空气密度大。

暖气团内气压随高度的降低要比冷气团要慢些。

要是临近两个冷暖气团当地面的气压相等时，那末在高空同一高度上，暖气团内气压比冷气团内气压高。

单位气压高度差是在铅直方向上，气压每降低（或升高）1毫巴时，需要升高（或降低）的高度。

h=-dz/dp=1/ρg

h主要随密度而变化，密度随高度时递减的，所以高空的h值总是比低空的大。

2、压高公式

包括均质大气压高公式、等温大气压高公式、多元大气压高公式、完全的拉普拉斯压高公式

简化拉普拉斯压高公式Z2-Z1=18400（1+atm）Lgp1/p2

均质大气压高公式：

假定大气密度不随高度变化；

不考虑重力加速度的变化；

大气下层的温度为0℃；

不考虑水汽影响的作用。

等温大气压高公式：

假定温度随高度不变，不考虑水汽和重力加速度的变化。

多元大气压高公式：

假定大气温度是高度的函数，不考虑水汽和重力加速度的变化。

完全的拉普拉斯压高公式考虑水汽的影响，考虑重力加速度随纬度和高度的改变。

缺点：

均匀大气说明大气的高度极限只有8000米，显然太低。

等温大气说明大气的高度极限是无限远，显然太高。

多元大气只代表一般情况下的平均状况。

完全的拉普拉斯压高方程虽比较精确，但运算过繁，过分计较重力加速度及水汽的影响意义不大。

3、气压的水平分布

气压系统的类型：

高气压、高压脊、低气压、低压槽、鞍形气压场。

4、水平气压梯度

Gn=-⊿p/⊿n物理意义：

垂直于等压线沿气压减小的方向上，单位距离内气压减小的数值以外，还可以代表单位容积的空气块在气压场中所受到的水平方向上的净压力，力的方向由高压指向低压。

5、气压日变化：

一天有2个高值和2个低值。

最高和最低值分别出现在当地9-10时和15-16时；

次高和次低分别出现在21-22时和3-4时。

年变化：

大陆型、海洋型和高山型。

第五章风

1、作用于空气的力

主要有4个：

水平气压梯度力、水平地转偏向力、惯性离心力、摩擦力。

水平气压梯度力是空气产生水平运动的原动力。

FG=-1/ρ*⊿p/⊿n，若ρ一定，-⊿p/⊿n愈大，即等压线越密，则气压梯度力也愈大。

如果-⊿p/⊿n一定，ρ愈大气压梯度愈小。

水平地转偏向力的方向与空气块运动的方向垂直，所以它只改变空气块运动的方向，不改变空气块运动的速率。

2、地转风和梯度风

地转风：

自由大气中，无摩擦力作用时空气的水平等速直线运动。

地转风风压定律：

地转风沿等压线吹，在北半球，人背风而立，左侧是低压区，右侧是高压区。

当出现地转风时，水平气压梯度力和水平地转偏向力大小相等，方向相反。

梯度风：

自由大气中，无摩擦力作用时空气的水平等速曲线运动。

高压区的梯度风：

水平地转偏向力等于水平气压梯度力与惯性离心力的合力且方向相反。

梯度风也遵循风压定律。

3、龙卷风和尘卷风

龙卷风是一种自积雨云底部下垂着具有象鼻状漏斗云的小范围的剧烈天气现象。

成因：

通常是由于上空先存在风的切变，造成气流涡，然后再由地面上升起尘沙或水体造成的。

尘卷风：

在春夏午后天空少云，下垫面强烈增热时，近地面处不断产生一个又一个的空气涡旋，这种涡旋向上扩展不高而平息较快，称为。

4、风的阵性

风的阵性主要是气流中挟带着一些小涡旋而引起的。

风的日变化主要是由于乱流混和引起的。

在摩擦层内，上层风大于下层风，且风向比下层风偏右。

日出以后，地表面热力不均匀性渐趋明显，乱流逐渐增加强，上下层的动量交换频繁，这时当上层部分空气跑到下层去以后，下层就会得到上层风的动量而加速，并且风向随之向右偏转，与此同时，下层有部分空气跑到上层去以后，就会使上层风减速，且风向向左偏转，到14-15时左右乱流最强时，下层风达到最大值，上层风速则达到最小值。

入夜以后则相反。

第六章空气的垂直运动

1、空气的垂直运动的产生

就其产生的原因为两类，热力引起的垂直运动和动力引起的垂直运动。

对流是空气中大规模的、旺盛的、比较有规则的上升和下降运动。

而乱流是空气微团的杂乱无章、不太强的、小范围的上升和下降运动。

动力引起的垂直运动：

辐合辐散引起的垂直运动、地形引起的垂直运动、波动引起的垂直运动。

在辐合辐散引起的垂直运动中系统性的垂直运动是形成广大区域的云层和降水的主要原因之一。

2、热力学第一定律：

△Q=△U+△W′

外界传给系统的热能=系统热能的变化+系统对外界所做的功

热能做功和物体的热能变化之间有着规律性的联系，这种规律称热力学第一定律

气象学中常用的热力学第一定律：

dQ=CPdT-R*T/PdP

3、干空气的绝热变化

干空气所进行的绝热变化过程成干绝热过程。

dT=R*T/CP*dP/p

干绝热直减率（干空气或未饱和湿空气块绝热上升单位距离的温度降低值）rd=g/CP=0.98开/100米t=t0-rd*z

位温：

将任意高度上的空气温度依干绝热递减率换算到1000mb处所应有的温度值。

4、湿空气的绝热变化

凝结高度：

未饱和湿空气在其绝热上升到变为饱和状态开始发生凝结的高度。

Z=123（t0-td）根据测站的温度和露点可以计算出当地生成对流云的云底高度。

湿绝热递减率（饱和湿空气绝热作垂直运动时，上升单位距离时的温度降低值）rm=rd+l/CP*dqs/dz气块无论上升还是下降过程,dqs/dz总是小于0,所以rm＜rd

湿绝热过程:

未饱和湿空气上升到凝结高度即达到饱和,再继续上升,就会有凝结现象发生,如果凝结物随气块一起运动,上升时为凝结过程，下降时是蒸发过程，这种情况湿空气上升和下降过程所引起的温度变化是一样的，这样的过程叫做湿绝热过程

假绝热过程：

如果凝结物有一部分或全部脱离该气块而降落，这种过程称假绝热过程。

5、大气的稳定度

大气的稳定度：

指大气层结的稳定度。

所谓层结是指大气中温度和湿度的垂直分布。

静止大气中，某一气块当受到垂直方向的扰动（外力作用）后，大气的层结使其回到原来平衡位置的趋势，这种大气层结是稳定的。

气块受到扰动（外力作用）后，大气的层结使其远离原来平衡位置的趋势，这种大气层结是不稳定的。

气块受到扰动（外力作用）后，大气的层结即不能使其远离，也不能使其回到原来平衡位置，就称这种大气层结是中性的。

气块作干、湿绝热垂直运动时大气稳定度的情况（r气温的铅直递减率、干绝热直减率rd、湿绝热递减率rm，rm＜rd）

⑴r＞rd的气层（r＞rd＞rm），这时无论气块做干绝热垂直运动，还是湿绝热垂直运动，都有利于气块做升降运动，故r＞rd的气层是绝对不稳定的。

⑵r＜rm的气层（r＜rm＜rd），无论气块做干绝热垂直运动，还是湿绝热垂直运动，都不利于气块做升降运动，故r＞rd的气层是绝对稳定的。

⑶r=rd的气层，对于做干绝热升降运动的气块而言是中性的。

由于rd＞rm故对做湿绝热升降运动的气块而言是不稳定的。

⑷r=rm的气层，对于做湿绝热升降运动的气块而言是中性的，由于rm＜rd故对做干绝热升降运动的气块而言是稳定的。

⑸rm＜r＜rd的气层，对做干绝热升降运动的气块而言是稳定的，对做湿绝热升降运动的气块而言是不稳定的。

故称这种气层为条件性不稳定。

6、不稳定能量和对流

在温度对数压力（T-㏑P）图解上分析不稳定能量的基本方法：

首先根据测站的探空资料，点绘出层结曲线，然后绘出上升气块的状态曲线，最后对层结曲线和状态曲线构成的面积，进行正负不稳定能量分析：

⑴绝对不稳定型：

在上升气块的起始高度以上的状态曲线完全位于层结曲线的右边，上升气块温度高于四周空气的温度，两线之间构成的全是正的不稳定能量面积，这时只要在起始高度上有很小的冲击力，就能发展垂直运动，故称绝对不稳定型。

⑵绝对稳定型：

在上升气块的起始高度以上的状态曲线完全位于层结曲线的左边，上升气块温度低于四周空气的温度，两线之间构成的全是负的不稳定能量面积，即使起始高度上有很强的对流冲击力，也不能发展成强烈垂直运动，故称绝对稳定型。

⑶潜在不稳定型：

在上升气块的起始高度以上的状态曲线最初在层结曲线的左边，以后又位于层结曲线的右边，继续上升再次交替在左边与右边，两线间构成的面积分为两部分。

真潜不稳定型：

自由对流高度以上正的不稳定能量面积大于其下负的不稳定能量面积，上升气块比较容易抬升到对流高度以上，因而获得较大的能量，形成强烈的垂直运动。

假潜不稳定型：

自由对流高度以上正的不稳定能量面积小于其下负的不稳定能量面积，自由对流高度较高，上升气块不易突破负面积区，故垂直运动不易发展。

第七章大气环流概述

1、海陆风：

在海岸线附近，由于陆地和海洋热力性质不同，造成白天由海洋吹向陆地的风，称为海风；

夜间由陆地吹向海洋的风成为陆风，这种由热力性质不同造成的日变化的风统称海陆风。

山谷风：

山地附近，由于山坡与周围空气受热不同造成的。

白天由山谷沿山坡向上吹的风成为谷风，夜间由山顶沿山坡向下吹的风成为山风。

2、三圈环流和地面的行星风带

三圈环流：

低纬和高纬的两个环流圈，由于是暖处上升，冷处下沉，因此称正环流或直接环流，中纬度环流圈恰好相反，故称逆环流或间接环流。

行星风带：

赤道无风带、信风带、西风带、极地东风带。

3、大气活动中心：

在海平面平均气压分布图上的高压和低压（即在一年之中或在一定季节里维持着的高压和低压），大气活动中心。

北半球的大气活动中心：

蒙古高压、加拿大高压、冰岛低压、阿留申低压、夏威夷高压、亚速尔高压、印度低压、加拿大低压、北极高压、夏季赤道低压带。

其中蒙古高压、印度低压、北太平洋副热带高压（夏威夷高压）与阿留申低压等四大活动中心的相对位置和强度变化，与我国的天气变化有很大的发展。

4、季风：

在大陆和海洋之间大范围的风向随季节而有规律改变的风，成为季风。

形成原因：

由于下垫面的性质不同，对热力反映就发生差异，冬天大陆上辐射冷却强烈，温度低就形成高压，与它相邻的海洋，由于水的热容量大，辐射冷却不如大陆强烈，相对大陆而言，它的温度高，气压低。

夏季和冬季相反。

气压梯度的趋势是由海洋指向大陆，形成风从海洋吹向陆地。

第八章大气中的水分

1、水的相变

以N和n分别表示单位时间内冲出水面的分子数和落入水面的分子数

N＞n蒸发过程

N=n动态平衡

N＞n凝结过程

水相变化可以由实测的水汽压e与同温度下的饱和水汽压E之间的比较来判定。

E＞e蒸发过程

E=e动态平衡

E＞e凝结过程

2、饱和水汽压

饱和水汽压和温度的关系，随温度的增高而增大，反之随温度的降低而减小。

对于饱和空气，降低同样的温度，高温时凝结的水汽量比低温时多。

故降低同样的温度，再高温的饱和空气中，形成的云和雾比在低温的饱和空气中形成的云和雾要浓一些。

2、凝结与凝华

当水汽在大气中凝结时，其凝结聚集物是一些微小粒子，称为凝结核。

在溶于水的凝结核上比不溶于水的凝结核上容易发生凝结，凝结核愈大，所要求的过饱和度愈低。

3、自然条件下的蒸发

水平的蒸发速率，与水面上空饱和水汽压同实际水汽压的差值成正比，与水面上的气压成反比，并随水面的风速加大而增大（不是正比关系）。

第九章云、雾、露、霜

1、露：

是近地面空气中的水汽在地表或地物上凝结而成的水滴。

最有利生成雾的气象条件是：

晴朗微风的夜晚。

霜：

是近地面空气中的水汽在地面或地物上直接凝华而成的冰晶，白色且具有疏松的晶体结构。

霜与露的形成原因相似，由于霜是冰晶所组成，因此贴地（贴近地物表面）层空气的温度必须低于0（但这时百叶箱高度上气温仍可能高于0），这是形成露和霜的主要区别。

2、雾：

是悬浮在近地面空气中的大量微小的水滴或冰晶。

由于组成雾的水滴或冰晶对可见光的散色作用，使雾中能见度显著减小。

雾中能见度决定于雾的微物理特征，也就是决定于单位体积内雾滴的总质量（即雾的含水量），单位体积内大小不同的雾滴的直径和相对的不同直径的雾滴数；

还取决于光源的波长。

雾中能见度Vm=2.61*雾滴的平均半径/雾的含水量

形成雾的物理过程是使近地面层大气降温增湿的过程。

雾中同时存在过冷却水滴和冰晶，这种舞很不稳定，因为水滴和冰晶在一起时，水滴就会逐渐蒸发而这些由于水滴蒸发而成的水汽就会直接凝华到冰晶上去，从而使冰晶逐渐长大，另外过冷却水滴与冰晶直接接触又会立刻冻结，这两种过程作用的结果就会使这种雾变成冰雾，如果雾中冰晶长得很大，就会由于这些大冰晶的降落而使雾趋于消散。

一般将雾分为：

辐射雾、平流雾、蒸发雾、上坡雾、锋面雾

辐射雾：

日落后由于地面辐射降温，近地面层空气由于接触冷却和空气本身的辐射冷却使空气中的水汽达到过饱和而凝结出雾滴从而形成的雾。

特点：

出现有季节性，多出于冬半年；

有明显的日变化；

有显著的地方性特点，多零散出现，其水平范围也不大。

平流雾：

是暖而湿的空气流经冷的下垫面逐渐冷却而形成的。

一日中无论何时，只要有暖湿空气流来，而且空气与所经下垫面之间又有较大温差，都可以形成平流雾。

由于暖湿空气从海上流来时，规模往往很大，所以平流雾的范围非常广阔，常沿海岸分布，其厚度一般是几百米。

3、云

形成云的基本条件：

充足的水汽：

有足够多的凝结核；

使空气中水汽凝结（或凝华）成水滴（或冰晶）时所需的足够的冷却。

按照云上升运动的不同形式，将云分成4大类

（1）对流形成的云（淡积云、浓积云、积雨云）、高空的部分卷云

（2）大范围的规则上升运动形成的云（卷层云、高层云、雨层云）

（3）波动形成的云（卷积云、高积云、层积云）

（4）乱流形成的云（层云、层积云、碎雨云）

第十章降水

1、云的含水量

（1）云的含水量随云类不同而出现差异。

一般层状云中含水量比积状云中含水量小

（2）实测云的含水量比绝热含水量要小很多

（3）云的含水量的垂直分布：

积状云中含水量的分布与上升速度的分布有关，上升气流强的时候，含水量最大值一般在云的中上部。

在层状云（高积云、层积云、层云）云中含水量的分布是由云底向上随高度稳定的增加，在云顶附近形成一个最大值，再向上云中含水量明显减小。

对于高层云、雨层云这一云系，云中含水量从云底开始迅速增加，在距离云底0-500米的范围内出现极大值，再向上则很快减小。

（4）云中含水量的水平分布

基本特点：

不均匀性；

起伏相当大。

对积状云而言，云泡发生、消亡时，小股上升，下沉气流的存在是云中含水量分布不均匀且有明显起伏的重要原因，乱流运动也是水平分布不均匀的原因之一。

对层状云，云中含水量水平分布不均匀，主要是由于乱流运动水平分布不均匀所导致。

2、液态降水

云粒下降到地面必须满足两个基本条件：

（1）云粒的下降速度必须比云中空气的上升运动速度要大；

（2）云粒在从云中到地面这一段下落过程中，要不全蒸发掉。

云滴的增长过程：

（1）凝结（凝华）增长过程：

是指云滴依靠水汽分子在它表面上凝聚而增长的过程。

（2）碰并增长过程：

云滴经常处于不断的运动之中，这就可能使它们发生碰并，大小云滴之间发生碰撞而合并增大的过程，称为碰并增长过程。

包括重力碰并、布朗碰并、乱流碰并、电力碰并。

其中重力碰并作用最为显著。

4、各类云的降水

（1）层状云（高层云、层积云、层云、雨层云、卷层云）的降水

卷层云是由冰晶组成的由于水面饱和水汽压大于同温度下的冰面饱和水汽压，因而使冰晶在较小的相对湿度情况下增大。

因卷层云中含水量较小，云底又高，所以除了在冬季高纬度地区可以降微雪以外，卷层云一般是不降水的。

（2）雨层云和高层云经常是混合云，所以云滴一方面可以由冰水转化过程而凝华增长，并在达到足够大时，促使重力碰并过程激发，从而形成降水。

对于雨层云和高层云来说：

云越厚、越低，降水就越强。

由于层状云的厚度比较均匀，云中气流一般比较稳定，所以层状云的降水是连续性的，持续时间长，降水强度变化也小。

（3）积状云（淡积云、浓积云、积雨云）降水

淡积云由于云薄，云中含水量少，云中水滴小，所以一般不降水。

浓积云在中高纬度地区，浓积云很少降水，在低纬度地区，因有丰富的水汽和强烈的对流，浓积云的厚度云中含水量和水滴都较大，虽然云中没有冰晶，但水滴之间碰并作用显著，故可降较大阵雨。

积雨云是冰水共存的混合云，云的厚度和云中含水量都很大，升降气流很强，云中带电，因此云滴的凝华增长和碰并作用均很强烈，故积雨云常能降大的阵雨或阵雪，有时还能下霰和冰雹。

积雨云的阵性的原因：

一方面由于它的云体的水平范围与铅直伸展的尺度差不多，也就是说它的水平范围小，经过一个地方用不了多少时间，因而降水的起止很突然，另一方面由于积状云中，水滴的分布大小本身就是不均匀的，再加上不同部位、不同时间升降气流多变化。

也使降水具有阵性。